扬子地块西缘属古特提斯的重要组成部分，同时又处在特提斯构造域与古亚洲构造域的重要分界带，历经特提斯演化、陆内造山等过程，地质构造非常复杂.龙门山造山带位于松潘-甘孜地块与扬子地块的碰撞衔接处，北东与秦岭褶皱系相连，南西与康滇南北构造带相接，它既是青藏高原的东界，又是中国大陆地壳中著名的造山带和地震带，历来为中外地质学家所注目^[1-5].目前对龙门山地区浅部逆冲推覆构造及其深部结构从地质、地震和重磁等方面进行了较详细的研究与探索，但对龙门山及邻区的深部壳幔电性结构和上扬子地块西部边界的研究不多.在龙门山及邻区已开展的宽频大地电磁测深（MT）工作已经取得了一些重要的成果^[6-15]，但由于MT仪器（V8或MT-24NS）采集的信号频带（320~1/2000Hz）有限，对该地区壳幔电性结构认识不足.长周期大地电磁测深法（LMT）是基于大地电磁理论，仪器（LEMI-417）采用具有良好低频特性（10~30000s）的磁通门磁力仪，是对MT在低频段的扩展，但因其无法采集高频信号，一般将两套仪器配合使用^[16].为了获得深达上地幔的信息，根据剖面长度和探测深度的关系^[17]，LMT剖面长度一般要设置长达数百至上千公里，此时测线在空间上是一条明显弯曲的弧线，在二维大地电磁数值模拟方法中，直角坐标系下的模拟已经相当成熟^[18-21]，但对非直角坐标系还尚未有相关研究.

在国家自然科学基金重点项目扬子地台西缘深部地质结构与油气赋存背景研究项目资助下，本课题组完成了甘肃碌曲-四川龙门山-重庆合川的长周期大地电磁测深剖面，重点分析龙门山逆冲构造带下腹结构特征及其与两翼的四川盆地和松潘-甘孜地块的关系，以揭示龙门山地壳与上地幔深部电性结构特征和构造动力学特征，为龙门山逆冲推覆构造深部根源的认识和扬子地台西缘边界的认识提供新的依据.

长周期大地电磁剖面所在区域构造背景如图 1所示，测线北起甘肃碌曲（34°46′N，102°34′E），南东至重庆合川（29°59′N，106°13′E），长约620 km，地质构造上穿越松潘-甘孜地块、龙门山构造带，其北端和南段分别进入西秦岭造山带和川中南凹陷带.沿剖面共布设MT测点86个，平均测点距7 km，并平均间隔19 km布设了33个LMT测点（图 1中的实心圆点）.

图 1

Fig. 1

图 1 大地电磁测深剖面位置图 Fig. 1 Location map of the magnetotelluric sounding at Longmenshan

MT和LMT资料采集分别使用加拿大凤凰（Phoenix）公司V8仪器和乌克兰科学院LVIV空间研究中心研制的长周期大地电磁仪LEMI-417，为使同一测点获得的MT数据和LMT数据具有可比性，以利于后期数据拼接处理，LMT和MT测点设置在完全重合的位置，在布置测站时两套观测系统采用同样的电极坑和电极，在选点、布站和数据采集各环节都严格按照相关技术规范执行.为了保证数据质量，所有测点均采用了远参考道技术，每个MT测点观测时间不少于20h，LMT不少于10天，两种仪器数据拼接后有效频率范围为320Hz~30000s.MT资料采用Phoenix公司SSMT2000和MTeditor软件进行预处理，LMT资料使用俄罗斯科学院地球物理所地球电磁中心提供的PRC-MTMV软件^[22-26]进行预处理.

剖面经过的各地块典型测点MT和LMT视电阻率和阻抗相位曲线如图 2所示，MT曲线在周期接近上千秒时跳动较大、误差较大，LMT在周期数十秒之前视电阻率普遍偏低，这些都是仪器自身频带响应局限，但在100s左右两者曲线都基本重合.因此对两种数据进行拼接，100s之前采用MT数据，100s之后采用LMT数据，有效频率范围320Hz~30000s.位于西秦岭造山带内的LMT-2号测点和位于松潘-甘孜地块内的LMT-7号测点曲线形态相似，但松潘-甘孜地块上地壳电阻率更高，两个测点由浅到深都表现为“低阻-高阻-低阻-高阻-低阻”电性特征；龙门山造山带内的LMT-19号测点电阻率整体较高，上地壳高阻层相对西秦岭造山带和松潘甘孜地块要薄，深部表现为电阻率较高的高阻块体；四川盆地内的LMT-29号测点整体电阻率较低，两种极化模式的曲线在地壳范围内基本重合，浅部的低阻可能是四川盆地沉积岩层的反映.

图 2

Fig. 2

图 2 典型测点视电阻率和阻抗相位曲线 Fig. 2 Apparent resistivity and phase curves for typical stations

采用Groom-Bailey^[27]阻抗张量分解法对拼接后的阻抗计算表明，绝大多数测点受局部畸变影响不严重，得到的主轴方位角基本与测线垂直，因此将阻抗旋转至测线方向上.Swift^[28]和Bahr^[29]二维偏离度都显示，除了龙门山构造带及邻区的部分测点二维偏离度相对稍高，剖面其它位置测点二维偏离度基本都小于0.3，因此沿剖面的电性结构可以用二维模型进行反演.

如图 3所示，一方面，测线长达数百至上千公里时，测线的弧形状态比较明显；另一方面，若测线所在平面与地球截面圆的半径较小，比如平行于纬线的高纬度地区，此时测线弧形状态也较明显.对于长剖面、大深度的长周期大地电磁测深，另一个重要的问题就是场源平面波假设的正确性，总结前人研究成果^[30-36]可以看到，对于长周期大地电磁测深，场源为平面波的假设已经比较牵强.

图 3

Fig. 3

图 3 地球球状形态影响 Fig. 3 The effects of earth's curvature

在球坐标系下，假定地下介质是二维的，取走向为θ方向，将麦克斯韦方程按分量展开，并考虑到∂/∂θ=0，得到两个独立的方程组，此时场源电磁波可看作反向传播的柱面波.

将上两式中的第二、三式带入第一式，得到E_θ和H_θ应满足的偏微分方程

采用有限单元法^[37]作正演，用非线性共轭梯度法^[38]（NLCG）进行反演，由于NLCG反演算法对初始模型依赖较大，因此在二维反演前采用一维自适应正则化反演^[39]结果作为初始模型.为观察扇形边界模型和矩形边界模型反演结果区别，设计一模型如图 4所示，剖面长1200 km，在深度30~60 km之间存在一个1000 Ωm高阻层，100~125 km之间有两个10 Ωm左右对称的低阻体，背景电阻率100 Ωm；其中高阻层长度为剖面长度的9/10，两个低阻体长度和中心相对距离分别为剖面长度的1/3和1/2；反演深度200 km，剖面平行处于北纬60°，迭代次数同为30次.

图 4

Fig. 4

图 4 矩形和扇形边界模型 Fig. 4 Rectangular and sector boundary model

反演结果如图 5所示，相同长度1200 km的矩形边界模型和扇形边界模型虽然都反演出了高阻层和两个低阻体的结构，但仍存在明显的差别.TE模式矩形边界模型反演结果低阻体呈现中间薄、两端厚，而扇形边界模型反演结果的低阻体厚度基本保持一致，在两端稍微变尖，TM模式扇形边界模型的低阻体长度明显小于矩形边界模型.可以看出，虽然矩形边界模型的反演结果也能近似的反映地电结构，但是扇形条件反演结果更加接近地球的球状模型，其呈现的是一种整体向测线两边拉伸后的虚拟结果，而采用扇形边界模型更加直观、合理，更加接近地球的真实形态.

图 5

Fig. 5

图 5 矩形和扇形边界模型反演结果 Fig. 5 The inversion results of rectangular and sector boundary model

根据不同区域结构特点并结合已有地质资料对所有测点进行了极化模式识别，针对反演模式的选择，优先考虑用TM模式进行二维反演，其次是TE+ TM和TE模式^[40-42].采用扇形边界条件下的NLCG反演算法，从图 6可以看出二维反演模型的理论响应与实测数据基本一致，因此其获得的电性结构模型能够比较真实的反映壳幔电性分布结构特征.

图 6

Fig. 6

图 6 实测数据和二维反演模型响应拟断面图 Fig. 6 Observed and modeled TM data of apparent resistivity and phase

二维反演电性结构剖面（图 7）显示了研究区地壳至上地幔顶部的电性结构特征，图中莫霍面是根据地震资料的投影^[43-44].剖面横向上从北西向南东可划分为西秦岭造山带、松潘-甘孜地块、上扬子地块三个大的区块，其中松潘-甘孜地块又可分为若尔盖地块和松潘构造带，上扬子地块包含了龙门山碰撞构造带、川西前陆坳陷带和川中隆起带；纵向分布上，以龙门山为界的两端表现为多层结构，其北西段电阻率总体为高-低-高-低的4层结构，南东段为低-高-低的3层结构；另外在深部岩石圈表现为明显的若尔盖壳幔高阻块体、松潘壳幔低阻带、龙门山壳幔高阻块体和川中壳幔高阻块体四个大的单元.下文对各区块电性结构及特征进行详细描述和分析.

图 7

Fig. 7

图 7 二维反演电性结构解释图 Fig. 7 Interpretation of the electrical structure model from 2D TM inversion

剖面玛多-略阳断裂带（F₃）以北地区属于西秦岭造山带，以玛沁-舟曲断裂带为界（F₂），又可细分为甘南构造带和迭山构造带两个二级构造单元.该区段上地壳表现为平均25 km厚、电阻率数千Ωm的高阻体，推测为三叠纪浅变质沉积岩系；中、下地壳约25~45 km存在一个中间厚、两边相对较薄的壳内低阻层，该壳内低阻层电阻率约数十Ωm，与合作-大井大地电磁测深剖面的探测结果比较一致^[12].莫霍面以下的岩石圈为厚约100 km的高阻体，电阻率约为数百Ωm，向南东逐渐变深变厚；上地幔第一高导层顶界面分布在约130~150 km以下，向南东逐渐变深，同地震测深结果基本一致^[45-46].

剖面玛多-略阳断裂带（F₃）以南、茂汶断裂带（F₈）以北地区属松潘-甘孜地块，以龙日坝断裂带（F₅）为界又可划分为若尔盖地块和松潘构造带两个二级构造单元.松潘-甘孜地块上地壳除了较薄地表低阻层外，主要表现为厚度从10~40 km变化明显的高阻体，地质上对应为三叠纪西康群浊积岩系及其基底变质岩系，这可能是在青藏高原逆冲作用下产生的强烈褶皱变形.中下地壳存在一个较厚、电阻率约为几Ωm的壳内低阻层，形状上表现为中间龙日坝断裂下方深约50 km、向两端浅至25 km左右，该低阻层北端跟西秦岭造山带壳内低阻层相连，南端逐渐变浅，并消失于龙门山碰撞构造带的中上地壳低阻层，推测该低阻层可能是含水或构造滑脱或局部熔融增温引起.壳内低阻层的发育为青藏高原东缘龙门山碰撞造山带的强烈构造变形提供了重要的动力学边界条件之一.在该区段壳内低阻层中间部位下方存在一个宽约100 km深达上地幔顶部的松潘壳幔低阻带，其电阻率约为数十Ωm.松潘壳幔低阻带北西侧是西厚东薄若尔盖高阻块体，该高阻块体有从青藏高原向南东往深部俯冲的态势.

茂汶断裂带（F₈）以东属上扬子地块，根据电性结构特征，结合地表地质构造，又可进一步划分为三个电性结构差异明显的龙门山碰撞构造带、川西前陆坳陷带和川中隆起带.

龙门山碰撞构造带浅部表现为中高阻块特征，地质上对应为一系列产状低缓从北西向南东依次叠置的铲状断层.在10~20 km深处存在一条向深部、向北西延伸较长的倾斜低阻带，推测为茂汶断裂带、映秀断裂带（F₉）及灌县-江油断裂带（F₁₀）构成的龙门山逆冲断裂体系的深部分布状态.映秀断裂带及灌县-江油断裂带在深部有合并趋势，深部可能延伸进入壳内高导层，三条断裂在龙门山深部整体上形成范围较宽的低阻滑脱面.初步推断龙门山碰撞构造带的形成是由于松潘-甘孜地块通过地壳内的低阻高导层相对于上扬子地块向南东方向运动，受到坚硬上扬子地块的阻挡而产生塑性形变，将应力传递给脆性的上地壳，因而产生一系列收敛于壳内低阻层的断裂带，并逆冲推覆于四川盆地之上.龙门山逆冲带深部岩石圈总体表现为一个巨厚的龙门山壳幔高阻体，电阻率高达几千Ωm，结合地震和重力资料^[47]，该高阻块体表现出高阻、高密度和高速的“三高”特征，这可能是汶川8.0级特大地震最基本的深部结构背景之一^[48-49].此外，根据剖面电性特征推测在龙门山壳幔高阻块体和松潘壳幔低阻带结合部位可能发育一条切割莫霍面的松潘壳幔韧性剪切带，该韧性剪切带向上消失在壳内低阻层中，向下延伸到上地幔高导层中.在龙门山壳幔高阻块体汶川地震震源位置向下至汉旺正下方也可能存在一条汉旺壳幔韧性剪切带（F₁₂），推断它可能是汶川8.0级地震的震源断裂（图 7）.

川西前陆坳陷带、川中隆起带电性总体表现为低-高-低三元结构，浅部低阻西厚东薄，而岩石圈高阻块呈现相反的西薄东厚.构造带上部10~15 km左右以上基本都表现为几Ωm的低阻，推测为显生宙沉积层；盆地基底及以下的川中巨厚高阻块体深至140 km左右，从四川盆地向龙门山逐渐变窄，和龙门山高阻块体相接，推测其中发育了合川壳幔韧性剪切带（F₁₃）和龙泉山壳幔韧性剪切带（F₁₄）.该区段上地幔第一高导层顶部埋深在约150 km以下.

在龙门山碰撞构造带上地壳向北西倾斜的主滑脱拆离带以下，松潘壳慢韧性剪切带以上，存在一高阻楔形体，该楔状体尖端指向青藏高原东缘，由南东向北西逐渐变窄变尖，消失在松潘甘孜地块的壳内低阻层和松潘壳幔低阻带结合部位，形如楔入青藏高原东缘的“楔头”，这和根据地质和地震资料提出在龙门山碰撞构造带岩石圈存在楔状构造或鳄鱼状构造^[49-52]的认识比较一致.不仅龙门山碰撞造山带发育较典型的岩石圈楔状构造，研究表明国外陆内碰撞造山带中多存在岩石圈楔状构造，楔状构造是陆内碰撞造山带岩石圈构造的基本型式^[53].

剖面电性结构显示川中壳幔高阻块体和龙门山壳幔高阻块体的电阻率存在差异，但整体上看两者同属于上扬子地块，龙门山高阻楔形体是龙门山壳幔高阻块体北西向的延伸，属上扬子地块刚性基底的一部分.新生代以来，澳大利亚板块和印度板块由南向北向欧亚大陆板块俯冲-碰撞-楔入与太平洋板块和菲律宾海板块由东向西向欧亚大陆板块俯冲-碰撞-楔入动力学作用是亚洲大陆中南部岩石圈最基本的地球动力学态势^[48]，另根据地壳表层地质构造研究与GPS同震位移数据分析^[54]，松潘-甘孜地块与上扬子地块存在相向运动，形成地壳水平强烈缩短^{[48-49, 55]}.在上述动力学与运动学的背景下，结合剖面电性结构，推测在上扬子地块西缘向青藏高原东缘龙门山造山带岩石圈碰撞-楔入过程中，相应引起青藏高原东缘地壳表层岩块和物质沿壳内低速低阻高导层向龙门山造山带仰冲推覆，与此同时，发生高原东部地壳中下部及上地幔顶部向龙门山造山带和上扬子地块西缘岩石圈深部俯冲，引起龙门山碰撞造山带岩石圈内部切割莫霍界面的松潘壳幔韧性剪切带向中上地壳扩展，形成了龙门山岩石圈楔状构造.

根据地表地质构造和地震资料解析显示，龙门山构造带及邻区岩石圈存在既有显著区别又有密切联系的两套断裂带系统：一是以地壳表层脆性剪切带为主的浅层断裂系统，另一是以切割莫霍界面或壳幔过渡带的韧性剪切带为主的壳幔韧性剪切带^[53]或岩石圈韧性剪切带^[56]系统.其中浅层断裂系统通常作为二级构造带的边界标志，壳幔韧性剪切带则是岩石圈构造单元边界的标志^[53].根据地表地质构造，一般将茂汶断裂带作为上扬子地块西缘的边界^[57]，但对上扬子地块西缘深部边界探讨较少.

茂汶断裂以西浅部表现为高阻，中下地壳存在壳内低阻层，而茂汶断裂以东浅部为低阻，无壳内低阻层，因此从电性结构上看以茂汶断裂带作为上扬子地块西缘浅部的边界是合理的.通过前面对松潘壳幔低阻带和龙门山壳幔高阻块体形状特征的描述，推测在两者接触部位存在一个松潘壳幔韧性剪切带，该韧性剪切带北西向为松潘壳幔低阻带，而南东为龙门山高阻壳幔高阻块体，电阻率差异明显.其他多条大地电磁测深结果^[7-10]也表明上扬子地块西缘与松潘-甘孜地块结合带的壳幔电性结构存在明显差异.同时根据对龙门山地震测深资料的总结^[49-50]，龙门山碰撞构造带东西两侧地壳速度结构与地幔结构有很大的差异，以东为上扬子克拉通型地壳，以西为增厚型地壳.因此根据本文剖面电性结构特征，结合其他地球物理特征及地质资料，初步认为上扬子地块西缘地表以茂汶断裂带为界，岩石圈深部以松潘壳幔韧性剪切带作为中新生代以来的边界，以东岩石圈为上扬子克拉通型岩石圈，以西的岩石圈为青藏高原增厚型岩石圈.

首次采用扇形边界条件下的大地电磁反演方法建立起龙门山及邻区二维壳幔电性结构模型，自北西向南东划分了若尔盖壳幔高阻块体、松潘壳幔低阻带、龙门山壳幔高阻块体和川中壳幔高阻块体四个深部电性单元.

龙门山逆冲推覆构造带下方是巨厚的高阻、高速、高密度的龙门山壳幔高阻块体，并向北西延伸出一个高阻楔形结构.结合地表地质和地球物理特征，初步确定了上扬子地块西缘边界即地表以茂汶断裂带为界，深部以松潘壳幔韧性剪切带作为中新生代以来的边界.

推断龙门山及松潘-甘孜地块由于受到来自东南方向巨厚刚性的上扬子地块和西部青藏板块的双向挤压，松潘-甘孜地块中上地壳向东上扬子地块西缘逆冲推覆，在上地壳表现为薄皮逆冲推覆构造，主滑脱面消失在壳内低阻层，中下地壳及上地幔顶部有向东向深部俯冲的态势，使得上扬子地块形成一个壳幔高阻楔形体插入青藏高原东缘.龙门山壳幔高阻楔形体的发现和扬子地块西缘边界的进一步研究对龙门山的深部结构研究、油气资源远景评价及地震等灾害预测都有重要的意义.

各位评审专家在本文修改过程中提出了诸多宝贵意见，在此致以诚挚的谢意.